1 引言
大气边界层也叫行星边界层， 是对流层大气最靠近下垫面的气层， 直接受到地表强迫和摩擦、 热量输送、 水汽蒸发等因素影响， 具有明显的湍流特征， 是与地面频繁进行物质和能量交换的低层大气（Seibert， 2000； Seidel et al， 2010）。大气边界层内的动量、 热量和物质交换不仅受地表热力和动力强迫的影响， 也受到天气过程和人类活动的影响。大气边界层复杂演变直接影响到人类社会的生产和生活， 因此开展大气边界层的研究具有重要意义（Stull， 1988； Hennemuth et al， 2006； Summa et al， 2013）。
边界层高度代表大气内的能量和物质在受到地面强迫作用时经过充分混合后能达到的最大垂直距离（Ding et al， 1995）， 能够确定低层大气湍流可发展到的最大高度， 因此边界层高度是大气边界层演变过程中最重要的特征量之一。受非均一性下垫面及天气、 气候背景的影响， 大气边界层的温湿廓线结构和高度具有较强的时空变化特征， 其中高度的变化范围从几百到数千米。在日循环过程中， 夜间通常地表温度低于气温， 使得近地表大气的稳定性不断增强， 稳定边界层在日出前发展到最高， 通常能达到500 m； 日出后地面受太阳短波辐射加热通常会出现对流不稳定， 在午后边界层发展深厚， 达到2000~3000 m（Garratt， 1994； Liu et al， 2010）， 此时边界层称之为对流边界层或者混合边界层。就其空间差异而言， 大气边界层随经纬度和下垫面特征差异而变化。在中纬度地区太阳短波辐射的加热效果较强， 大气边界层的热力学特征随时间变化更加明显。在低纬度干旱地区， 对流边界层在白天加热效果较强时发展更加旺盛， 其高度能达到5000 m（蒋维楣等， 1994）。
大气边界层的高度和结构变化主要取决于地表加热引起的热力不稳定和湍流作用， 地表在白天接收太阳短波辐射， 再通过感热通量和潜热通量的形式与低层大气进行能量水汽交换（Gryning et al， 1999； Ma et al， 2008）。现有研究表明大气中的总动能只能够维持大气运动1~3周， 而太阳短波辐射加热地面使地表与大气产生的感热和潜热交换是大气获得能量从而维持环流运动的关键因素， 感热潜热随天气条件和地表植被不同而发生变化（丑纪范， 1990； 赵鸣， 2006； 李宏毅等， 2018）， 因此在边界层高度研究中充分认识地气耦合过程的能量传递情况具有重要意义。
尽管目前我国边界层高度的研究内容有很多成果（Zhao et al， 2019； Ma et al， 2011； 李倩惠等， 2020； 赵建华等， 2013）， 但是边界层高度受到天气气候条件、 地理位置、 下垫面等复杂因素影响而产生明显空间差异。我国青藏高原的平均海拔在4 km以上， 是世界上最高， 地形最为复杂的高原。青藏高原下垫面比热容较小， 光照时间充足， 大气稀薄而又干燥， 使得地面接受的太阳辐射总量大于同纬度的其他地区， 这些特殊性质导致高原地区具有更强的热力和动力作用来促进地气之间的能量水汽交换（戴加洗， 1990）， 而在高原内部也存在明显的区域性差异， 展现出与内陆截然不同的边界层结构特征， 因此边界层一直是高原气象研究的重要课题， 已有众多学者对青藏高原不同地区的边界层结构特征开展了观测与研究。加密探空资料表明高原中部地区夏季对流边界层高度在2000~2200 m之间， 明显高于内陆地区（周明煜， 2000）。藏北那曲地区夏季的对流边界层高度日变化较大， 平均值约1800 m， 最大值达到2300 m（李茂善等， 2004）。藏南珠峰地区春季受到冰川风的影响， 边界层高度最高为3888 m（李茂善等， 2006）。受高原的热力作用影响， 民丰地区夏季对流边界层高度可达到3800 m， 稳定边界层高度可达到1200 m， 远高于珠峰地区的观测结果（王敏仲， 2012）。高原西部改则地区夏季对流边界层高度在3000 m以上， 夜间稳定边界层在300~520 m（李家伦等， 2006）。除探空数据外， 还有研究通过计算常规气象资料得到拉萨地区对流边界层年均值在2200~2600 m（潘云仙等， 1982； 吴祖常等， 1998）。这些研究大多是利用单时段的观测数据对不同地区的边界层高度日变化进行定性分析， 但是由于前人的研究时段主要集中在春季和夏季， 目前在不同季节背景下， 对边界层结构变化的研究依然有限。因此， 本文利用2019年青藏高原那曲地区地面观测数据， 结合5月、 7月和10月的无线电小球电探空数据， 探究该地区干湿季陆面过程与大气边界层演变之间的关系。
2 资料来源和方法介绍
2.1 资料来源
本文采用中国科学院西北生态环境资源研究院那曲高寒气候环境观测研究站本部那曲/BJ观测点（经/纬度： 91°54′E/31°22′N， 海拔： 4509 m， 以下简称那曲站）的观测数据。那曲站位于念青唐古拉山脉和唐古拉山脉之间的那曲河谷地带， 其在青藏高原的地理位置如图1 所示。那曲站周边地形地貌相对平缓均匀， 下垫面为植被高度5~20 cm的典型高寒草地， 可代表藏北高原广阔的高寒草地下垫面的陆面特征。那曲地区受高原季风的影响， 具有明显的干季和湿季， 年平均气温0.5 ℃， 年平均降水量433 mm， 6 -9月高原夏季风期期间降水量站全年降水量的82 %。
地面资料来自于自动气象站地面常规观测（北京时， 下同）， 时间间隔30 min， 包括降水量， 太阳总辐射、 地面反射短波辐射、 地面长波辐射和大气长波辐射， 以及与辐射四分量配套的感热通量和潜热通量， 地表净辐射通量的计算公式为：
式中： SR down为太阳总辐射； LR down为大气长波辐射； SR up为地面反射短波辐射； LR up为地面长波辐射。
大气边界层高度需利用多种气象要素的垂直剖面进行诊断， 本文选用2019年那曲站无线电小球探空观测采集到的资料进行研究。探空仪器型号为IMet-1-AB， 探测范围自地面到高空20~30 km， 能够较为准确地测量每秒钟大气各层高度的温度、 气压、 相对湿度、 风向和风速等信息。探空时段为高原夏季风建立前干季的5月14 -18日、 高原夏季风期间湿季的7月28 -31日和高原夏季风结束后干季的10月21 -25日， 在02:00、 08:00、 14:00、 20:00进行每天4次加密观测。加密观测期间， 受天气过程的影响， 存在无法进行探空作业的缺测时次， 共获得43条大气探测廓线， 这些探空资料能够较为准确地反映青藏高原那曲地区干湿季的大气垂直分布特征和边界层演变过程。
2.2 边界层高度的确定方法
在日循环期间， 大气边界层按稳定度可分为对流边界层、 稳定边界层和中性边界层。对流边界层通常在有太阳辐射的白天发展， 地面加热后通过湍流自下而上进行热传递， 此时边界层内位温和成分的垂直分布近似均匀， 边界层高度被定义为对流边界层顶。稳定边界层通常在夜晚生成， 表现为低层热力状态稳定， 成因是地面失去太阳辐射后逐渐冷却， 或者低空有暖平流掠过， 此时边界层内的湍流混合作用显著减弱， 边界层高度被定义为稳定边界层顶， 同时稳定边界层上方仍保留相当厚度的混合层中部等虚位温分布特征， 称为残留层。残留层通常在白天被对流边界层取代， 夜间重新出现， 由局地风切变产生， 不受到地表湍流输送的影响， 在高空存在间接性湍流向四周作用。
目前用实测资料确定大气边界层高度的方法有很多种（Seidel， 2010）， 本文主要根据白天及夜间大气边界层廓线的性质， 参考位温梯度法（Oke， 1988； Sorbjan， 1989）和比湿梯度法（Ao et al， 2008）进行诊断。位温采用泊松方程的算法， 比湿采用大气物理学的算法， 即：
式中： P 0是地表气压； 水气压e=es ×RH； es 是饱和水气压； RH是相对湿度。
位温梯度法是指位温垂直梯度最大处可代表大气在某一高度正在从一个对流稳定性较差的下层过渡到一个较为稳定的上层， 比湿梯度法是指比湿垂直梯度最大处能够体现大气在某一高度水汽出现明显分层现象， 因此两种方法都可通过垂直廓线判断边界层高度。当1000 m以下位温廓线呈现递减情况时， 位温梯度首次小于4 K·km-1处确定为稳定边界层高度； 当1000 m以上位温廓线呈现递增情况时， 位温梯度首次大于4 K·km-1， 同时比湿梯度显著减小处在白天确定为对流边界层高度， 在夜间确定为残留层高度。在实际操作中， 由于探空资料垂直分辨率较高， 存在明显不满足廓线连续性的异常数据， 所以本文首先对数据进行19点平滑以提高廓线变化趋势的准确性（赵建华等， 2011）， 再从廓线中筛选梯度最大值来确定边界层高度。
3 结果分析
3.1 地表能量收支分析
地表热力过程的能量来源主要是太阳短波辐射， 地表吸收辐射能转化为热能进而加热土壤和大气。在此过程中， 净辐射决定地表加热或冷却， 是边界层内大气能量变化的基础， 因此分析地表净辐射的变化情况具有重要意义。
3.1.1 地表辐射收支
表1 那曲站地表辐射通量收支特征Table 1 Budget characteristics of surface radiation flux at Nagqu station |
| 时间 | 白天平均 向下短波辐射 /（W·m-2） | 白天平均 向上短波辐射 /（W·m-2） | 全天平均 向下长波辐射 /（W·m-2） | 全天平均 向上长波辐射 /（W·m-2） | 白天平均 净辐射 /（W·m-2） | 白天最大 净辐射 /（W·m-2） | 夜间平均 净辐射 /（W·m-2） |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 5月14日 | 623.0 | 154.8 | 258.6 | 383.4 | 287.4 | 673.7 | -65.6 |
| 5月15日 | 319.0 | 78.3 | 275.3 | 352.9 | 148.1 | 315.2 | -59.3 |
| 5月16日 | 579.3 | 146.3 | 297.4 | 376.7 | 292.6 | 605.9 | -16.4 |
| 5月17日 | 480.8 | 120.3 | 348.3 | 374.4 | 302.8 | 576.3 | 9.6 |
| 5月18日 | 481.5 | 114.8 | 338.2 | 355.8 | 320.1 | 714.4 | 17.7 |
| 7月28日 | 273.7 | 51.9 | 372.5 | 381.1 | 202.0 | 618.6 | 5.3 |
| 7月29日 | 426.5 | 71.9 | 370.8 | 389.2 | 319.8 | 855.1 | 2.3 |
| 7月30日 | 545.4 | 100.6 | 377.2 | 395.3 | 411.4 | 868.0 | -1.3 |
| 7月31日 | 715.3 | 133.4 | 379.6 | 401.0 | 537.9 | 857.6 | 5.7 |
| 10月21日 | 235.9 | 45.5 | 328.5 | 337.3 | 170.8 | 449.8 | -0.1 |
| 10月22日 | 535.5 | 107.4 | 324.3 | 337.4 | 394.4 | 717.7 | 4.6 |
| 10月23日 | 496.2 | 97.8 | 322.8 | 336.8 | 365.3 | 668.7 | 2.5 |
| 10月24日 | 491.6 | 103.9 | 333.8 | 346.9 | 352.4 | 639.7 | 7.1 |
| 10月25日 | 509.9 | 99.2 | 322.0 | 339.0 | 372.5 | 644.8 | 1.8 |
| 5月平均 | 496.7 | 122.9 | 303.6 | 368.7 | 270.2 | 577.1 | -22.8 |
| 7月平均 | 490.2 | 89.5 | 375.0 | 391.6 | 367.8 | 799.8 | 3.0 |
| 10月平均 | 453.8 | 90.8 | 326.3 | 339.5 | 331.1 | 624.1 | 3.2 |
为了探讨不同天气现象对地表辐射收支过程的影响， 以7月为例对地表能量收支随时间变化特征进行分析。从图2 可以发现， 净辐射具有显著日循环特征， 即日出前几乎为零， 日出后迅速增强， 14:00 -16:00达到峰值， 日落前逐渐降低， 而不同天气现象也会对地表辐射收支过程产生显著影响。7月28日始终为阴天， 白天的太阳辐射相对较低， 对地面加热强度较弱， 日平均净辐射仅202 W·m-2。7月29日上午出现中雨， 下午天气晴朗， 向下短波辐射峰值接近太阳常数， 达到1140 W·m-2。由于太阳照射时间较短， 使得地面整体加热效果较差， 日平均净辐射为320 W·m-2。7月30日午后阵雨转多云， 对白天加热效果产生一定影响， 日平均净辐射达到411 W·m-2。7月31日为晴天， 净辐射呈现光滑的倒U型分布， 日平均净辐射为538 W·m-2。通过对以上4天地面能量收支过程的分析， 可以发现晴天地表辐射平衡呈现标准的日循环形态； 阴天地表辐射平衡存在不规则性， 但仍能表现出较为明显的日循环特征； 在出现降水时， 地表辐射收支各分量存在显著振荡。5月和10月的天气过程对辐射的影响与7月结果一致， 但净辐射受季节影响相对较小。
3.1.2 地表热通量收支
地面净辐射通量是地表强迫的能量来源， 也是感热通量和潜热通量的能量分配基础（Stull， 1988）， 地表强迫具有明显日变化， 感热通量和潜热通量在大气边界层演变过程中起到不同作用。图3 是那曲地区干湿季感热潜热通量和降水量的日变化情况， 具有显著的季节性差异。如图3 （a）所示， 5月14日天气晴朗， 感热通量占主导地位， 强度约是潜热通量的2倍； 5月15日地表净辐射较弱， 感热通量和潜热通量均表现较弱， 而下午发生的阵性霰和阵雪过程导致瞬时潜热通量达到395 W·m-2， 随后由于地表冰雪消融， 地面向大气吸收热量， 导致潜热通量出现明显负值。通过对晴天、 阴天和降水过程的地表热通量变化比较， 发现5月地表感热通量多受太阳辐射影响， 而地表潜热通量受降水过程影响较大。图3 （b）表明那曲地区7月的潜热通量明显变大， 其原因是降水导致土壤湿度的增大， 热量更多以水汽相变输送到大气， 进一步改变地表加热大气的方式， 使得地面潜热通量增大而感热通量减少。7月29日上午发生持续6 h的降水， 降水量较大， 下午地面已有积水， 潜热通量明显增加， 峰值达到650 W·m-2。图3 （c）显示10月地表感热通量重新占据主导地位， 潜热通量显著减小。在观测期间并无明显天气系统经过， 地表热通量的变化存在日循环规律， 感热通量白天为正， 峰值为300 W·m-2， 夜间为负， 最小值为-38 W·m-2。地表感热通量和潜热通量是大气边界层发展与维持的主要原因（苏彦入等， 2018； 赵建华等， 2011）， 由此可知， 那曲地区地表热通量的季节差异也是导致大气边界层特征变化的决定性因素。
3.2 大气边界层温湿廓线特征分析
本小节介绍来自IMet-1-AB无线电探空仪的位温和比湿廓线， 包括季节和日变化。为了更好地阐明那曲地区大气边界层的变化情况， 最后将结合地面观测数据和探空数据探讨大气边界层在干湿季节的结构特征。
3.2.1 位温廓线
位温可以清楚地表现大气能量的日变化及其与边界层演变的关系， 本文选择5月14日和15日作为5月位温廓线的代表， 同时作为晴天、 阴天和降水的分析个例， 7月31日和10月22日分别作为7月和10月位温廓线的代表， 对那曲地区不同季节不同天气现象下位温廓线日循环特征进行分析（图4 ）。如图4 所示， 5月14日的位温廓线具有典型日循环规律， 02:00 -08:00近地层位温下降， 逆温层逐渐发展变厚， 其高度在08:00达到400 m。日出后地面位温迅速升高， 14:00地表加热达到最强， 廓线表明250 m以下的位温随高度向上递减， 近地面层形成不稳定层结， 在2700 m观测到对流层顶的位温突变。晴天时， 午后地表持续对大气加热， 边界层内位温持续增加， 边界层继续混合， 边界层还在增长， 因此在02:00 2600 m以下的位温保持恒定。14日20:00的位温廓线表现出深厚的感热加热特征， 低层的对流不稳定层结表明地面能够在日落后短时间内持续加热大气。傍晚到次日凌晨， 近地面迅速变回稳定层结状态， 到15日02:00， 地表辐射降温作用使得边界层迅速变回稳定状态， 出现厚度为276 m的稳定边界层， 其上方则存在残留层在夜间随时间演变。15日白天持续阴天， 地面净辐射减少， 感热通量显著降低， 从而限制了对流边界层的发展。15日14:00对流发展较弱， 高空并无明显的对流边界层特征， 但是大气位温垂直廓线基本与14日白天保持相似形态， 且表现为连续的加热过程。午后阵雪天气导致地面温度骤降， 20:00廓线表明在2500 m以下各高度的位温均出现不同程度减小， 低层位温减小最明显， 甚至在近地面形成逆温层， 与08:00廓线结构相似。结合5月14日和15日的位温廓线可知， 在日出后晴天和阴天的对流边界层发展结构相似， 但是相较于晴朗天气， 阴天的对流边界层发展相对缓慢， 成熟时间相对较晚。同时夜间稳定边界层的最大高度在阴天也会降低， 但与对流边界层相比， 降低程度较小。而强对流天气会严重扰乱近地层能量收支， 导致地表能量结构和边界层不匹配， 影响地气之间的能量输送。
7月位温明显升高， 但高空位温的日变化幅度不明显。由于7月日出时间提前， 地面接收太阳辐射相对较早， 08:00的稳定边界层高度已经开始降低， 高度为382 m。7月午后地表净辐射显著高于5月， 但由于是潜热通量起主导作用， 感热通量的影响范围有限， 因此7月位温只在低层符合边界层演变规律。31日14:00 -20:00地表并未出现热力不稳定， 进一步说明对流边界层的发展较弱， 14:00和20:00的对流边界层高度分别在1571 m和1808 m。
10月那曲地区阵风较大， 不利于系球无线电探空作业， 因此缺少一天连续四次的加密观测记录， 本文选择同时拥有08:00和20:00观测情况的10月22日作为10月的位温廓线代表。10月那曲地区气温接近0 ℃， 位温也低于5月和7月。08:00地面稳定边界层高度为298 m， 而残留层受风切变影响能够稳定维持在1883 m。由于观测日期是阴天， 地面接收太阳辐射时间较短， 因此20:00低层位温廓线表明稳定边界层厚度为415 m， 其上方至2219 m为残留层。
对位温廓线进行平均， 来探讨其季节变化规律。如图5 所示， 位温的日循环过程基本一致： 白天太阳辐射较强， 地表增温快， 14:00近地面的湍流混合加强， 使低层空气产生对流不稳定， 位温在20:00出现最大值。夜间地表辐射冷却明显， 地表迅速生成逆温层， 逐步发展为稳定边界层， 位温在08:00出现最小值。而对比5月、 7月和10月的位温廓线演变状况发现， 位温在各高度均表现出7月最高、 5月次之、 10月最低。从近地层热力性质分析， 5月和10月在20:00地面均出现辐射逆温， 仅厚度存在差异， 而7月20:00近地层依然保持微弱的对流不稳定。这表明受日照时长影响， 夜间7月的边界层类型转换时期比5月和10月晚。从边界层变化分析， 5月和10月地面以感热通量为主， 14:00高空均出现明显对流边界层特征， 其余时刻地面均出现稳定边界层。与之不同的是， 7月以潜热通量为主导， 但是日照时长使得7月在14:00和20:00都存在对流边界层特征， 高度分别为1470 m和950 m， 低于5月和10月， 但是夜间的稳定边界层高于5月和10月， 这也反映了日照时长等其他因素对边界层高度变化的贡献。
3.2.2 比湿廓线
地表强迫的动力和热力作用会影响低层大气的物质输送， 使得以边界层为界限的空气物质成分表现出不同的分布状态。图6 为那曲地区不同季节的比湿廓线， 比湿的垂直结构符合从近地面向上逐层递减的基本规律。但受天气过程、 季节环流等因素影响， 那曲地区的比湿表现出明显的日循环和季节变化差异。以5月14日为例探讨晴天时大气边界层的比湿垂直分布特征。14日08:00低层大气比湿较高， 并存在逆湿现象， 稳定边界层上方的比湿随高度降低。晴天条件下地表加热能力强且地表通量以感热通量为主， 边界层内的湍流混合作用较强并导致14:00和20:00对流边界层内比湿垂直梯度很小， 并进入自由大气时出现比湿的陡降。5月14日夜间， 近地表中比湿再次增加， 并于15日02:00出现逆湿现象。以5月15日为例探讨阴天且午后有降水时的边界层特征。15日地表加热能力较弱， 对流强度弱于晴天时， 比湿廓线以1 g·kg-1·km-1的梯度随高度降低。午后的阵性霰在地表蒸发吸收热量， 使1500 m以下比湿升高， 在近地面层比湿显著升高。7月青藏高原受印度季风的强烈影响， 降水和土壤湿度明显高于5月和10月。在湿润下垫面影响下， 湍流混合较弱。在对流发展旺盛的白天也只有在500 m范围内保持比湿浓度不变。这远低于5月和10月的结果， 并且29日夜间甚至出现过饱和现象。10月印度季风对高原的影响已消退， 此时受干燥的西风带影响。此时降水和土壤湿度均低于季风期的结果， 因此边界层内比湿也处于较低水平， 同时较高的感热通量也使得湍流混合更强， 以至于2200 m以下的比湿保持不变。比湿的季节性变化与近地面层动力和热力作用息息相关， 因此比湿的廓线特征进一步验证了位温廓线确定大气边界层高度的准确性。
3.2.3 边界层高度
对地表热通量、 大气位温和比湿廓线的综合分析表明这些主要物理量的演变规律能够相互支持和引证， 从而得到那曲地区不同季节较为准确的边界层高度。图7 为那曲地区三次探空观测资料估算的边界层高度演变过程， 不同季节拥有相同的日变化规律， 即白天存在较高的对流边界层， 夜间存在较低的稳定边界层， 高空存在残留层。5月比湿较小， 地表感热通量较大的背景更适合产生强湍流作用， 有利于形成较高的对流边界层， 白天在14:00边界层发展最完整， 平均高度为2391 m。14日下午加热效果较强， 延长了感热通量的输送时间， 使得14日20:00依然有较高的对流边界层。而由于天气条件不同， 白天边界层高度变化差异很大， 例如15日多云天气地表接收太阳辐射较少， 通常会抑制对流边界层的发展。日落后对流边界层逐渐衰退， 高空重新被残留层代替， 地面稳定边界层开始发展， 5月稳定边界层平均高度为392 m。7月空气潮湿且午夜至凌晨近地面位温下降明显， 使得稳定边界层发展成熟， 平均高度高于其他季节， 达到418 m。同时7月日出较早， 地面稳定边界层被太阳辐射加热破坏， 所以稳定边界层在08:00一般低于02:00。日出后虽然7月净辐射最高， 但是感热通量贡献变小， 对流边界层高度显著降低， 平均高度为1379 m。值得一提的是7月白天的对流边界层大都顺利冲破残留层， 这说明除了感热通量之外， 湿度等水文因素也可能在对流边界层的发展过程中起到作用（Seidel et al， 2012）， 而在20:00依然存在对流边界层可再次印证充足的日照时长是维持对流边界层的重要条件。10月受观测条件限制并未获取连续的边界层转变过程， 但仍能表现10月的边界层特征。受到盛行西风的影响， 频繁的冷平流活动和不稳定的温度使那曲地区对流边界层波动较大， 平均高度为1940 m， 但同时与四周进行湍流作用的残留层始终维持在高空， 平均高度达到2946 m， 进一步说明感热不是白天边界层形成的唯一原因， 还需要考虑潜热、 夹卷与平流的作用。同样受到盛行西风影响， 夜间近地面层难以保持稳定状态， 稳定边界层平均高度仅312 m。综上所述， 边界层受到多种因素影响， 不同类型的边界层高度存在季节变化规律， 对流边界层在5月最高、 10月次之、 7月最低； 稳定边界层在7月最高、 5月次之、 10月最低。
4 结论
本文利用那曲地区2019年5月、 7月和10月的无线电小球探空数据分析了那曲地区干湿季节大气边界层高度的演变规律， 并结合地面观测数据探讨了地气间能量交换和辐射收支对大气边界层结构季节变化的影响， 得出以下主要结论：
（1） 天气过程会影响对流边界层的发展和维持， 晴天边界层演变过程存在日变化规律， 多云和降水天气出现时到达地面的净辐射减少， 地面感热通量降低， 从而限制了对流边界层的发展。强对流天气会严重扰乱近地层能量收支， 导致地表能量结构和边界层不匹配， 影响对流边界层的能量输送， 但是对高层大气无明显影响。
（2） 不同季节的地气相互作用存在区别： 5月空气相对干燥， 白天强大的地表感热通量更适合产生湍流作用， 有利于形成深厚的对流边界层； 7月空气潮湿， 地表强迫以潜热通量为主导不利于湍流混合， 对流边界层较低， 但是充足的日照时间使得7月对流边界层维持时间较长， 夜间近地层位温下降较大， 有利于稳定边界层发展； 10月受盛行西风的影响， 频繁的冷平流活动和不稳定的温度使对流边界层波动较大， 残留层始终维持在高空。
（3） 那曲地区的边界层高度具有明显季节性差异， 5月、 7月和10月的对流边界层平均高度分别为2391 m、 1379 m和1940 m， 稳定边界层平均高度分别为392 m、 418 m和312 m。
通过对地表热通量以及温湿廓线的分析， 使我们对那曲地区大气边界层不同时间尺度的变化特征有了初步认识。但是本文缺乏更加长期的探空观测资料， 尤其10月缺少连续加密观测， 在时间连续性上缺乏代表性， 同时风速廓线扰动较大无法做到天气尺度的分析， 因此有待借助探空资料与数值模拟的结合以期对边界层进行更系统的研究。